Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геоэлектрика континентальной тектоносферы

ВАК РФ 04.00.12, Геофизические методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Геоэлектрика континентальной тектоносферы"

РГ8 ОД

На правах рукописи

ПОСПЕЕВ АЛЕКСАНДР ВАЛЕНТИНОВИЧ

Геоэлектрика континентальной тектоносферы

Специальность 04.00.12 - геофизические методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Иркутск - 1998

Работа выполнена в Иркутском государственном техническом университете.

Научный руководитель:

академик РАЕН, д. г.-м.н., профессор Г.С.Вахромеев (НрГТУ, г. Иркутск).

Официальные оппоненты:

д. т.н., профессор М.Н.Бердичевский (МГУ, г. Москва);

Защита состоится 25 июня 1998 г. в 1022 на заседании специализированной: совета Д 063.71.02 при Иркутском государственном техническом университете пс адресу 664074, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 83.

С диссертацией можно познакомиться в библиотеке Иркутского государственного технического университета.

Автореферат разослан 22 мая 1998 г.

д. т.н. Ю.Н.Антонов

(Институт геофизики, г. Новосибирск);

д. г.-м.н., К.ГЛеви (ИЗК СО РАН, г. Иркутск).

Ведущая организация:

ВСНИИГГИМС, г. Иркутск.

Ученый секретарь совета,

проф. А.А.Шиманский.

Введение

Исследования методами глубшшых электромаппгшых зопдирований - важная тавпая часть глубинного геофизического комплекса. Ведущую роль при этом ают машитотеллурические зондирования, которые как геофизический метод >шли путь от единичных разрозненных наблюдений к площадным исследова-[м, решающим самые различные геологические задачи - от поисков месторож-ий углеводородов и руд до изучения тектоники Земли на глубинах в сотни юметров.

Анализ результатов уже первых работ МТЗ показал, что реальная геоэлектри-кая характеристика разреза в значительной степени отличается от первона-ъных априорных представлений. Совместное использование всего комплекса ктромагнитпых и других геофизических исследований позволило к началу 80-х ов обосновать глубинную геоэлектрическую модель континентальной тектонос-эы.

Основные усилия автора направлены на ее геологическое истолкование. Суще-енпые элементы новизны получепы в ходе разработки физико-геологических 1елей северо-востока Байкальской рифтовой зоны и геологических структур гьнего Востока. При этом использовались новейшие геофизические материалы малыше исследования методом ГСЗ, изостатическое моделирование декомнен-(ионных аномалий поля силы тяжести, геотермические, аэромагнитные и другие физические данные.

Рассмотрение результатов глубинных электромагнитных зондирований в пре-[ах различных континентов привело автора к выводу, что геоэлектрическое стро-1е таких разнородных в тектопическом плане решопов, как Сибирская плат-рма, Байкальская рифтовая зона, зоны разновозрастной складчатости Дальнего стока, в том числе кайнозойские Сахалин и Камчатка не является уникальным лобальном плане. Основные элементы глубинной геоэлектрической модели -жтропроводящие слои в мантии, а также в средней - нижней коре, равно как и сализованные геоэлектрические неоднородности различной глубинности и мас-аба, встречены и в других регионах планеты.

В целом, несмотря на колоссальную разницу в возрасте, геотектоническом по-кении и активности различных изученных регионов, геоэлектрические свойства ;реза закономерно соотносятся с другами параметрами их глубинных физико-логических моделей, прежде всего с общими термодинамическим и флюидным кимом, а также с геологическими последствиями вариаций этих режимов в гео-пческом прошлом.

Цель и задачи исследований - обоснование глобальной феноменологической геоэлектрической модели континентальной тектоносферы на основе использования глубинных магаитотеллурических данных.

Основные задачи:

- разработка критериев оценки «нормальной» и «аномальной» электропроводности континентальной тектоносферы;

- обобщение информации по поведению астеносферного проводящего слоя;

- формирование комплексной физико-геологической модели средней - нижней коры, включающей внутршштосферный проводящий слой;

- оценка геологической природы локализованных геоэлектрических нео-днородностей (ЛГН) земной коры и верхней мантии;

- обобщение основных методических приемов интерпретации данных ГМТЗ применительно к условиям дифференцированной слабопроводящей верхней части геологаческого разреза;

Научная новизна работы, личный вклад автора

- на основании сопоставления геоэлектрических и геотермических параметров с использованием широкого круга данных уточнены температурные границы внутршштосферного и астеносферного проводящих слоев;

- предложена физшсо-геологаческая модель строения верхов верхней мантии Байкальского региона, адекватно удовлетворяющая наблюденной совокупности геолого-геофизических данных.

- проведено сопоставление вклада различных геологических источников в формирование флюидонасыщенного слоя внутри литосферы; выявлено закономерное сочетание геоэлектрических, сейсмогеологаческих и реологических параметров земной коры в его пределах;

- обосновано разделене приповерхностпых геоэлектрических неоднородно-стей по степени опоискованиости территории, а также соотношению их пространственного спектра и геоэлектрической «жесткости» промежуточных высокоом-ных слоев;

- выполнена количественная оценка параметров неоднородности геоэлектрического разреза на основе углубленного анализа матриц комплексного тензора импеданса на участке дальневосточного транссекта.

Практическая значимость:

- обоснование глубинной флюидной природы внутршштосферного проводящего слоя позволяет использовать параметры этого геофизического объекта в качестве индикатора регионального термического и флюидного режима тектоносферы;

- сопоставление геоэлектрических параметров внутршштосферного проводящего слоя и ЛГН с пространственным распределением регионов эндогенной

минерализации показывает, что рудпые провинции, районы, поля и крупные узлы, закономерно сочетаются с геоэлектрическими пеоднородностями определенного ранга н типа, причем различным образом для разных типов полезных ископаемых. Это позволяет осуществлять региональный металлогепическнй прогпоз с использованием информации о положении и аномальной проводимости ЛГН;

- использование глубинных электромагнитных дапных повышает надежность построения комплексных геодинамических физико-геологических моделей.

- разработанная методика интерпретации магнитотеллурическпх данных в условиях слабопроводящего дифференцированного приповерхностного геоэлектрического разреза успешпо применялась при интерпретации дапных на северо-западе Байкальского рифта и Дальнем Востоке;

Реализация результатов исследований.

Проведенные автором исследования выполнялись в рамках межведомственных программ 0.50.01 и 0.74.03 и были положены в основу геоэлектрической частп комплексной физико-геологической модели земной коры и верхней мантии как для целей прогноза региональной сейсмичности зоны строительства БАМ, так и обоснования соответствующей глубинной модели Южно-Байкальского прогностического полигона при прогнозе землетрясений.

Обобщенные данные по Восточной Сибири и Дальнему Востоку были подготовлены в качестве раздела к макету карты электропроводности земпой коры территории СССР, а также вошли заявку на научное открьппе «Установление закономерных связей глубинного геоэлектрического разреза и регионального распределения эндогенной минерализации», находящейся на рассмотрении Государственного комитета России по научным открытиям.

Основные защищаемые положения.

1. В активных регионах континентов с повышенным региональным тепловым потоком в пределах верхпей мантип присутствует астеиосферный проводящий слой, существование которого связано с наличием частично расплавленного мантийного вещества.

2. В пределах Байкальской рнфтовон зоны минимальная толщина литосферы составляет около 80 - 100 км. Геологической причиной понижения скорости упру-шх волн непосредственно под подошвой коры в БРЗ, как и во многих других активных регионах, является наличие более высокотемпературной субфации мантии.

3. В пределах средней - нижней коры, а в некоторых регионах и в' верхах маптип в глобальном масштабе отмечается присутствие проводящего слоя. Температурные границы его кровли и подошвы оцениваются соответственно в 350 - 400, и 700 - 800°С; причиной его формирования является присутствие в кристаллических породах литосферы свободных водных флюидов в количестве до первых про- 5 -

центов. Наиболее вероятным их источником является мантийный флюидный поток.

4. Нормальная региональная структура электропроводности континентальной тектоносферы может нарушаться за счет наличия локализованных проводящих и непроводящих геоэлектрических неоднородностей, образование которых в большинстве случаев связано с воздействием на породы земной коры и верхней мантии вертикально и латерально перемещавшихся глубинных флюидов и растворенных в них веществ в периоды тектоно-магматической активизации.

5. В условиях дифференцированного слабопроводящего приповерхностного разреза для получения представления о региональном характере глубинного геоэлектрической модели необходимо выделение квазипродольных по отношению к неоднородностям кривых МТЗ и их дальнейшее статистическое сглаживание. При использовании достаточного количества дополнительной информации в этом случае возможна оценка параметров разреза с погрешностями около 15 - 20%.

Фактический материал

В основу работы положены результаты исследований, проведенных ГШ «Ир-кутскгеофизика» в 70 - 90-е годы. Автор принимал непосредственное участие как в выполнении полевых работ, в том числе в зоне БАМ, на Сибирской платформе и Камчатке, так и в обработке и интерпретации электромагнитных и других геолого-геофизических данных. Первоначально интерпретационная часть исследований выполнялась в полевых подразделениях; с 1981 г совместно с Б.М.Письменным и А.М.Алакшиным - в специализированной тематической партии.

С 1986 г. автор руководит опытно-методической партией комплексного анализа геолого-геофизических данных. Им совместно с А.М.Пашевшшм, С.В.Гаченко и др. были разработаны приемы совместного анализа геоэлектрических, аэромагнитных и сейсмических данных при изучении сложнопостроепных районов Сибирской платформы, в том числе проведен широкий комплекс модельных исследований применительно к условиям геоэлектрического разреза платформы.

Автор диссертации является соисполнителем и ответственным иснолнителем 14 производственных и опытно-методических отчетов по электроразведочным и комплексным геофизическим работам, в которых приведен большой фактический материал.

Обобщение данных глубинных магаитотеллурических исследований в Восточной Сибири и, частично, на Дальнем Востоке вызвало необходимость использования материалов, полученных другими исследователями (В.И.Поспеев и др., 1976 -95 гг.; Н.Ф.Зыкова, Г.М.Морозова и др., 1980 - 86 гг.). Кроме того, автором проанализирован большой объем публикаций по мапштотеллурическнм и глубинным геофизическим исследованиям, проведенным в последние годы в различных странах.

Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения. Объем работы составляет 149 стр. машинописного текста, включая 39 рисунков.

Апробация работы.

Материалы исследований по теме диссертационной работы неоднократно докладывались на региональных, всесоюзных и международных конференциях и симпозиумах: всесоюзном совещании «Электропроводность астеносферы», Киев, 1983; научной конференции геологического факультета Иркутского госуниверситета, Иркутск, 1983; координационном совете по сейсмическому районированию, Кишинев, 1984; всесоюзном совещашш «Коровые аномалии электропроводности» Киев, 1985; международном симпозиуме «Геодинамика литосферы», Иркутск, 1986; совещании «Региональные геофизические исследования на Дальнем Востоке», Хабаровск, 1987; VIII Всесоюзной пжоле-семинаре по электромагнитным зондированиям, Киев, 1987; совещании по формированию макета «Карты электропроводности земпой коры СССР», Суздаль, 1987; всесоюзном совещании по сейсмическому районированию и прогнозу землетрясений, Фрунзе, 1987; международном геофизическом конгрессе, Прага, 1988; научпом совещашш «Комплексные геофизические исследования земной коры и верхней мантии территории СССР», Иркутск, 1989; 4 всесоюзном съезде по геомагнетизму «Магнитные и электрические поля твердой Земли» Суздаль, 1990; совещании по электромагнитным зондированиям, Алма-Ата, 1992; российско-норвежском семинаре по нефтяной геофизике, Иркутск, 1993; координационном совете Министерства геологии по региональным исследованиям, Москва, 1995.

Приведенные в диссертационной работе глубинные геофизические данные широко использовались автором при чтении курса «Геологическая интерпретация геофизических даипых» в Иркутском государственном университете в 1981-1989 гг.

По теме работы опубликован 31 печатный труд, в том числе 4 монографии.

Диссертация отражает результаты исследований, выполненных автором в 1111 «Иркутскгеофизика» в 1976 - 1994 гг. и в период обучения в докторантуре Иркутского государственного технического университета в 1995 - 1997 гг. под руководством академика РАЕН Г.С.Вахромеева. Без его помощи и поддержки реализация работы была бы невозможна. Автор хотел бы отметить деятельное участие академика РАЕН М.М.Мандельбаума, благожелательное отношение которого помогало автору с первых дней работы па геофизическом поприще. Диссертант высказывает им чувство глубочайшей признательности и благодарности.

Огромное влияние на становление диссертанта, как специалиста, оказал безвременно ушедший из жизни В.И.Поспеев, с именем которого справедливо связывается инициирование глубинных электромапштных исследований в Восточной

Сибири, их всемерное развитие как в традиционной нефтяной геофизике, так и в новом региональном металлогешгческом направлении.

Автор благодарен своим коллегам и товарищам - Л.И.Аршинской, А.М.Алак-шину, Н.В.Багаевой, В.В.Воропанову, Н.В.Костроминой, Л.С.Лукашовой, А.М.-Пашевину, Б.М.Письменному, А.Л.Яговкину, чья помощь в работе и совместных исследованиях оказала на завершение диссертации самое позитивное влияние.

1. Постановка проблемы

Магаитотеллурические зондирования, использующие естественные электромагнитные поля в очень широком спектре частот - от десятитысячных и менее долей герца до десятков и более герц, являются одним из наиболее глубинных и относительно дешевых методов электромагнитных исследований. Уже в 60-е годы метод МТЗ начал применяться в различных регионах, в частности, для изучения осадочного чехла Сибирской платформы с целью выяснепия перспектив его пефтегазо-носности.

С 1956 по 1998 ir. предприятием "Иркутскгеофизика", ВСНИИГГИМСом и другими организациями Восточной Сибири комплексом методов ТТ и мапштотел-лурических зондирований в масштабах 1:200000 и 1:500000 заснята территория площадью свыше миллиона квадратных километров.

В результате выполнено тектоническое районирование южной части Сибирской платформы; была показана возможность и высокая эффективность глубинных магнитотеллурических зондирований для изучения глубинного геоэлектрического разреза земной коры и верхней части мантии; разработана принципиальная физико-геологическая модель глубинного геоэлектрического разреза юга Восточной Сибири; намечены общие закономерности, связывающие особенности глубинного строения и физического состояния земной коры и верхней мантии с тектоникой, магматизмом и закономерностями размещения полезных ископаемых.

Важнейшей особенностью применения ГМТЗ в Восточной Сибири является комплексность исследований, как внугриметодная (ТТ, ЗСБ, ЧЗ-ВП, ВЭЗ, ЗСБ), так и межметодная (глубинные сейсмические зондирования, гравиметрические, аэромагнитпые, геотермические и друше исследования).

Среди крупных объектов, изученных на Востоке России - Восточно-Сибирский нефтегазоносный бассейн (Поспеев В.И., Ткачев Г.Н., Шпак И.П., Давыдов К.С., Горностаев В.П,, Серов О.Л., Пашевин A.M. и др.); Ленская золоторудная провинция (Поспеев В.И., Караваев Ю.А., Фадеев В.И.); Якутская алмазоносная провинция (Поспеев В.И., Поспеева Е.В., Полторацкая О.П. и др.); зона БАМ (Шпак И.П., Зыкова Н.Ф., Поспеев А.В.); южная часть Байкальской рифтовой зоны и Забайкалье (Попов A.M., Кузьминых Ю.В.); зоны разновозрастной склад-

чатости Дальнего Востока (Талтыкнн Ю.П., Каплун В.Б., Григорнца Т.В.); остров Сахалин (Вальян JI.JL, Никифоров В.М., Альперович И.М. и др.); полуостров Камчатка (Мороз Ю.Ф. п др.). В последнее время начаты работы по решопальпым профилям па северо-востоке Сибири (Серов О.Л., Поспеева Е.В.).

Широкое развитие молучили исследования методом МТЗ и в зарубежпых стра-пах. В пределах стран блпжпего зарубежья подобные работы проводились ранее в рамках общесоюзных программ, в связи с чем следует отметить относительно высокую изученность Украины, Армении, Казахстана и государств Средпей Азии (Ашнрматов А., Ваньян Л.Л., Новосельский И.Н., Бердичевский М.Н., Дубровский В.Г., Ильаманов К., Крик С.Н., Логвинов И.М., Бураховин Т.К.. и др.). В целом, в глобальном плане геологическая направленность магннтотеллурических работ преследовала две осповпые цели - общее изучение геоэлектрпческой и геодинамической модели и региональная металлогения. В Европе проведены исследования МТЗ в пределах Пашюнской депрессии, в Польше и Чехословакии (Adam A., Nagy Z., Jankowski J., Pawl J., Jozwiiak W, и др.), па Скандинавском полуострове и других районах (Erceught-Group, EUGEMI Working Group). На западе США и Канады следует отметить масштабные работы по проекту EMSLZB (Wannamaker P.E., Booker J.R., Jones A.G. и др.), а также отдельные проекты по изучению наиболее интересных в геотектоническом отношении зон - рифт Рио-Гранде п его обрамлепие (Ваньян Л.Л., Палынип H.A., Жирасек Дж. и др.), сочленение Тихоокеанских плит с Северо-Американским континентом (Jirasek G.R., Curtis J.H., Ramires J. и др.). В Южной Америке и Африке глубинные геоэлектрические исследования проводились преимущественно в региональных металлогенических целях - Чили (Fournier Н.С., Muñoz М., Mamani M.J. и др.), Боливия (Ritz М., Bondoux F., Herail G. и др.), Намибия, ЮАР (Gough D.I., Van Ziil и др.).

Несмотря на очевидные преимущества магпитотеллурических зондирований, им присущи и свойства, недоучет которых может приводить к получению недостоверных результатов. Это предопределяет важность интерпретационного аспекта машитотеллурическнх исследований, что подчеркивается специалистами, внесшими паиболыннй вклад в развитие мапштотеллурическнх методов - И.Н.Бердичев-ского, ЛЛ.Ваньяна, В.И.Дмитриева и др. (Berditchevsky et al., 1989).

Однако, на взгляд автора, несмотря па очевидные успехи в области совершенствования методики интерпретации мапштотеллурическнх данных, так же, как и для других методов геофизики, существует предел надежности геоэлектрпческой модели, соответствующей наблюденным данным. Практическим выходом из этой проблемы, так же как и для других методов геофизики является их комплексиро-вание. На взгляд диссертанта главным критерием реальности модели в рамках метода является непротиворечивость физико-геологической модели в целом.

2. Геофизическая характеристика астеносферного слоя

Серьезным доводом в пользу изучения физического состояния мантии было зарождение и развитие концепции новой глобальной тектоники. Одними из наиболее сложных вопросов этой концепции являлись, да и по сей день, являются, проблемы физического механизма движения литосферных плит, прежде всего, источника сил спрединга и «смазки», необходимой для их перемещения. Естественно, что дрейф жестких плит возможен лишь в том случае, когда они подстилаются веществом пониженной вязкости. Это предопределило интерес тектонистов к проблеме существования пизкоскоростного слоя в мантии.

, Изучение пространственного распределения скоростных параметров мантин доказало, что глубина распространения и дефицит скорости в пределах слоя пониженной скорости (СПС) отличаются в регионах, характеризующихся различной тектонической активностью. Так под относительно холодными областями (Канада, Запад США) СПС в продольных волнах не выражен вообще, хотя на разрезах поперечных волг небольшое понижение скорости отмечается. В тектонически активных регионах, например, в Провинции Бассейнов и Хребтов, наблюдается ощутимое (3 -10%) снижение как продольных, так и поперечных волн в пределах глубин 70 - 200 км.

Построение теоретических кривых МТЗ для моделей, учитывающих как изменения сопротивления вследствие влияния роста температуры и давления, так и степени частичного плавления дает возможность получить семейство опорных кривых в зависимости от среднего регионального поверхностного теплового потока.

Технологически возможности исследования поведения проводящего слоя в мантии ограничивается максимально доступным для наблюдения периодом регистрируемых колебаний (1000 - 10000 с). Поскольку в зонах с повышенной проводимостью осадков, либо литосфернош проводящего слоя (5ЛПС > 4000 - 5000 См) нисходящая ветвь, соответствующая поведению кровли астеносферного слоя, сдвигается с область больших периодов, получить достаточную по глубинности информацию можно лишь с применением специализированных длиннопериодных наблюдений.

Кроме того, в связи с относительно глубоким положением астеносферы и наличием промежуточного высокоомного слоя между внугрилитосферным и асте-носферпым проводниками, встает задача оценки разрешающей способности маг-нитотеллурического метода по отношению к нижнему объекту. Этот аспект проблемы был рассмотрен М.Н.Бердичевским, Л.Л.Баньяном и их коллегами в ряде работ (Бердичевский и др., 1982; Ваньян, 1981 и др.).

В Восточной Сибири и на Дальнем Востоке фактические данные о положении кровли астеносферы распределены весьма неравномерно. В пределах областей Сибирской платформы, отличающихся относительно пониженным термодинамическим режимом и незначительной суммой проводимости осадков и внутрилитос-ферного проводящего слоя, влияние понижения сопротивления мантии может ощущаться уже на периодах 100 - 1000 с. В силу того, что основной вклад в формирование гальванических влияний на Сибирской платформе оказывает пад-солевая проводимость, а прострапственпое распределение ее неоднородностей имеет нормальный закон, адекватный учет приповерхностных трехмерпых эффектов может быть осуществлен глубоким осреднением квазипродольных кривых.

Используя подобную методику оценены глубины до кровли проводящего вещества мантии в пределах достаточно большого (100000 км2) по площади региона Восточной Сибири.

Что касается Байкальской рифтовой зоны, то на ее северо-западном фланге количество длшшопериодных кривых измеряется единицами. Автором ранее (По-спеев, 1985) получены оценки глубины кровли астеносферы для района Верхнеангарской и Муякапской впадал в 90 км, Алданского щита - 120 км. В пределах Селенгпиской депрессии вероятное положение кровли проводящей мантии по данным А.М.Попова (1996) составляет 80 - 100 км. В южном и юго-восточном обрамлении БРЗ весьма надежные результаты получепы Ю.В.Кузьминых. С учетом результатов двумерного моделирования глубины до кровли астеносферы определены им в 100 - 120 км для Даурского свода и Ундино-Газнмурского поднятий, 160 -180 км - для Агинского массива (Кузьминых, 1994).

В пределах Дальпего Востока оценка положения астеносферы выполпена автором для района Ургала и Комсомольска-на-Амуре (около 200 км), A.B.Каплуном и В.Г.Грпгорицей - для Средпеамурской впадины (180 км); А.М.Старжинским для Сихотэ-Алиня (100 км).

В пределах острова Сахалин устанавливается достаточно близкое положение астеносферного слоя (около 80 км) при его проводимости 7000 См. На Камчатке астеносферный слой выражеп четко. Кровля проводящего слоя в мантии под краевыми частями Камчатского полуострова отмечается на глубинах 90 - 110 км. Его наиболее приближенное положение характерно для Центральной и Восточной вулканических зон, где кровля слоя частичного плавления воздымается до глубины около 50 км. Непосредственно под крупными активными вулканами на коровых глубинах фиксируются аномально проводящие локализованные объекты, связываемые с магматическими очагами.

Помимо областей с приближенным положением астеносферы в пределах Восточной Сибири и Дальнего Востока устанавливаются и области резкого погружения и даже отсутствия проводящего слоя в мантии. На Сибирской платформе

выклинивание астеносферы предполагается в пределах Анабарского щита, Енисейского кряжа, Непско-Ботуобинской антеклизы и части Ангаро-Ленской стунс-. пи. Пространственно эта зона характеризуется низкими значениями регионального теплового потока (Dorofeeva R.P., Lysak S.V., 1989) и разобщает области существования развитой астеносферы на отдельные, пе связанные друг с другом астено-линзы - Тунгусскую, Саяно-Байкальскую и Вигаойскую.

В глобальном плане сведения о положении мантийного проводящего слоя также немногочисленны. Кроме того, отчасти варьирует и надежность подобных оценок, связанная с естественной разницей в изученности регионов и особенностями применяемой методики интерпретации. Тем не менее, также, как и в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке, относительно повышенное положение мантийного проводящего слоя предполагается в областях кайнозойской складчатости - Южном Тянь-Шане, Памире и Копет-Даге (Лптосфера..., 1986; Гордиепко В.В. и др., 1990); Паннонской депрессии и Закарпатье (Adam, 1980; Adam et al., 1989; Adam et al., 1990).

. - - Существенным вопросом обоснования физико-геологической модели тектонос-феры Байкальского региона является проблема оценки глубины расположения астеносферы. Информация об аномальных скоростных свойствах мантии БРЗ была получена в результате первых работ методом глубинного сейсмического зондирования («Недра...», 1972). Согласно этим данным на обширной территории, охватывающей практически всю область кайнозойской активизации, граничная ско-.рость на поверхности мантии составляет 7.7 - 7.9 км/с, в то время, как на территории прилегающих тектонических элементов — 8.1 - 8.3 км/с. Исследования времен пробега сейсмических волн от удаленных землетрясений, проведенный В.А.Рогожиной и Н.А.Кожевниковым, (1979) позволили им обосновать область «аномальной» мантии, понижение скорости в пределах которой обуславливает наблюдаемые запаздывания волн относительно стандартного годографа. Если контуры проекции низкоскоростной области по телесейсмическим данным и зоны с пониженной скоростью на поверхности мантии по ГСЗ практически совпадают, то глубинность первых в силу характера используемых данных значительно больше.

Рассмотрение С.В.Крыловым (1975) многопараметровых геолого-геофизических моделей позволило ему сделать вывод, что природа слоя с пониженной скоростью под поверхностью Мохо связана с существованием частично расплавленной мантии мощностью до 20 км и степенью плавления около 5%.

Геодинамическим следствием такой интерпретации скоростной структуры мантнп БРЗ является необходимость признания существования обширного - площадью более 100000 км2 - мантийного астеносфернош диапира, имеющего толщину значительно меньшую его латеральных размеров. Поскольку при стационарном гео-

термическом режиме наблюдаемый региональный тепловой поток должен состав-тать не менее 100 - 120 мВт/м2, а паблюдепный в среднем не превышает 75 мВт/ м2, следствием этого является значительная нестацнонарность теплового потока рифта.

Между тем, характерной особенностью геолектрической модели тектопосфе-ры в пределах БРЗ является нормальпое положение зависимости глубины залега-Ш1Я проводящей астепосфсры от регионального теплового потока. Так, в осевой части Байкальской рифтовой зоны кровля мантийного проводящего слоя отмечается на глубинах не ближе 70 - 90 км, причем, наблюдается и нормальное соответствие между положением верхнего (внутрнлитосферного) п нижнего проводящих слоев (Поспеев, 1976). Средняя величина теплового потока близка к 75 мВт/м2, причем наибольшие величины теплового потока характерны для южной части рифтовой зоны и собственно Байкальской впадины (Лысак, 1988).

Средняя температура пород, залегающих вблизи границы кора - мантия по данным Н.Л.Добрецова и И.В.Ащепкова (1992) составляет 890±10°С. Отметим, что эта оценка температуры полностью совпадает с оценкой термодинамических параметров поверхностп мантии, сделанные диссертаптом ранее («Геология ...», 1986). Глубинность магматических очагов, оцепенпая по глубинным ксенолитам С.В.Рассказовым, составляет от 50-60 до 100 км.

Теоретические кривые МТЗ, рассчитанные с включением в разрез проводящего слоя на глубинах 40 - 60 км даже при максимально возможном для частично расплавленного слоя сопротивлением, значительно расходятся с наблюденными. Вышесказанное дает основание рассматривать природу слоя «аномальной» мантии, залегающего непосредственно под корой Байкальской рифтовой зоны, в рамках твердофазовых моделей (Поспеев, 1976, 1980; Ваньян, 1978).

Изучение обширных петрологических материалов показывает, что в зависимости от термобарических условий ультраосновные породы могут образовывать кристаллические ассоциации, отвечающие различным фациям метаморфизма. Как и в случае метаморфизма основных пород, переход в более высокотемпературную фацию сопровождается увеличением плотностных и скоростных параметров пород.

3. Геологический феномен литосферного проводящего слоя

Установление факта повышенной проводимости средпей - нижней коры явилось достаточно неожиданным результатом первых магнитотеллурических работ, выполненных в условиях умеренной и малой мощности осадочного разреза. Ли-тосферный проводящий слой отчетливо проявляется на средних кривых в виде различной степени выраженности мнпимумов и перегибов на пространственных разносах 10-30 сш.

В пределах изученной части Восточной Сибири литосферный проводящий слой характеризуется значительными вариациями своего положения. Наибольшая глубина залегания и наименьшая проводимость слоя отмечается в пределах антеклиз Сибирской платформы вне районов распространения локализованных геоэлектрических неоднородностей. Так, в обширном районе, включающем Ангаро-Ленскую ступень и Непско-Ботуобинскую антеклизу, кровля ЛПС отмечается на глубинах 25 - 35 км, а проводимость не превышает 250 См, понижаясь в отдельных зонах до 150 См. Сипеклизы отмечаются приближением проводящего слоя до 15 - 20 км и увеличением его проводимости до 500 - 700 См.

Значительно более контрастно выражен литосферный проводящий слой в пределах горного обрамления платформы. Наиболее изученная его часть включает северо-восток Байкальской рифтовой зоны. Здесь средняя глубина до кровли слоя составляет около 11 км. Наиболее погруженное положение кровли проводящего слоя характерно для северной части Баргузинского хребта, Предбайкальского прогиба Сибирской платформы, а также южной части Муйско-Чарской перемычки (20 - 30 км). Менее значительное погружение отмечается в верховьях р. Верхней Ангары, среднем течении р. Ципы, в осевой части Муйской и восточной части Токкинской впадины (15-20 км).

Восточнее Байкальского рифта вплоть до Тихоокеанского побережья, а также в пределах Забайкалья характеристики геоэлектрического разреза изучены только по отдельным профилям. Наиболее протяженным из них (длиной более 5000 км) является профиль Чара-Ванино, в пределах которого получен разрез в изолиниях равных сопротивлений. Кровле проводящего слоя на нем примерпо соответствует изоома 100 Ом-м. В целом по профилю отмечается погружение литосферного проводящего слоя с глубин 12 -14 км в его западной части 20 - 25 км в восточной части и 14 - 16 км в центральной части. В пределах изученной части Буреинского массива кровля ЛПС погружается до 20 - 25 км, а восточнее - в Среднеамурской впадине - до 25 - 30 км.

В зоне кайнозойской складчатости Дальнего Востока (остров Сахалин) гаубнн-пый геоэлектрическнй разрез весьма сходен с характеристиками Байкальской рифтовой зоны. Здесь средняя глубина кровли литосферного проводящего слоя близка к 10 км, а его проводимость - к 1500 См.

На Камчатском полуострове поведение ЛПС более дифференцировано. В пределах квазиплатформенной Западной Камчатки положение проводящего слоя является достаточно глубоким - до 20 - 30 км. Непосредственно в пределах Центральной и Восточной вулканических зон отмечается значительное приближение ЛПС к поверхности - до 8 - 10 км, увеличение его проводимости.

В пределах южного Казахстана глубина центра проводника - около 30 км, в Чуйской впадины - на глубинах средней - нижней коры.

Среди работ, выполненных на других континентах, наиболее контрастными в геоэлектрическом отношении являются пересечения Северной Америки со сторо-пы тихоокеанского побережья. Под океаном он залегает на глубинах 5 - 7 км, в районе о Берегового Хребта погружается до 20 - 25 км. В пределах массива Вил-ламет, Западпых Каскадов кровля ЛПС фиксируется на глубипах около 30 км, а в Провипдии Бассейнов и Хребтов - 15 км. Если учесть, что в пределах рифта Рио-Гранде литосферный проводящий слой характеризуется параметрами, близкими к аналогичным для других изученных рифтовых зон планеты, (Ваньян и др., 1990), следует признать, что региональные вариации поведеппя ЛПС устойчиво коррелируют с геотектоническими особенностями территорий в глобальном плане.

Проводимость коровою проводящего слоя в целом обратпопропорциопальна глубипе его залегания. Наименьшей проводимостью в изученпом регионе характеризуется проводящий слой на Сибирской платформе, где величина 8]ШС составляет 250 - 500 См. От 500 до 1000 См колеблется проводимость ЛПС в Становой области (профиль Чара - Тында) и в пределах Муйского офнолитового пояса. В пределах области кайнозойской активизации проводимость колеблется от 1500 до 4000 См, что по всей видимости, является нормалыгым для корового слоя при средних глубинах его залегапия.

Литосферный проводяпцш слой, как регионально распространенный объект в литосфере, был открыт собственно глубинными электромагнитными исследованиями. В первые годы подобных работ существовали различпые точкн зрения на природу этого слоя. В числе гипотез были твердофазовые (графпт, сульфиды, железистые минералы и т.п.), плавлешгя, водно-метаморфическая.

Суть водно-метаморфической гипотезы состоит в образовании свободного надкритического водного флюида за счет прогрессивного метаморфизма водосодер-жащих минералов в диапазоне температур 400 - 800°С, либо накопления водных растворов глубинной природа. Впоследствии эта гипотеза стала основной, поскольку были выявлены две группы факторов, с которыми она согласуется. Во-первых, уровень сопротивлений в пределах проводящего слоя проявляет корреляцию со скоростями сейсмических волн в этом же интервале разреза. Во-вторых, глубина кровли ЛПС отчетливо коррелируете» с региональным тепловым потоком.

Непосредственное определение количества жидкой фазы по значениям скорости сейсмических волн является достаточно сложной задачей. Для этого необходимо в наибольшей степени подавить влияние вариагшй основности пород на величину скорости. В активных регионах с высоким положением проводящего слоя это может быть сделано путем глубокого осреднения скоростных разрезов.. Анализ полученных данных позволяет сделать вывод о том, что диапазон понижения

скорости и сопротивления пород на всех разрезах совпадает, а эффекту проводимости, равному 2500 См, соответствует падение скорости продольных сейсмических волн на 0.2 - 0.3 км/с.

■ Для создания адекватной модели А.М.Алакшиным и автором предложена следующая методика интерпретации детальных скоростных разрезов ГСЗ. Разрезы приводятся к нормальной (комнатной) температуре путем ввода стандартной зависимости V = f(T), причем геотермы на локальных сечениях рассчитываются исходя из предположения о соответствии кровли ЛПС и геоизотермы 350°С. Далее ко всем локальным сечениям прибавляется поправка за паличие зоны повышенной пористости. После этого изменения скорости могут быть связаны только с двумя факторами - составом горных пород и давлением. В этом случае подбор геологической модели может быть проведен путем сопоставления зависимостей скорости от давления для различных типов горных пород и скорректированных локальных скоростных разрезов. По геологическому разрезу на основании данных о плотности пород рассчитывалось модельное гравитационное поле, соответствие которого наблюденному является свидетельством реальности полученной модели

Наиболее ярким свидетельством существования зоны флюидонасыщения в верхней части земной коры северо-запада БРЗ является наличие в пределах Ангаро-Витимского батолита зон, в пределах которых скорости кристаллических пород меньше, чем скорости в гранитоидах. Поскольку горные породы в этом районе эродированы до глубин 15 - 20 км, а ксенолиты метаморфических пород метамор-физованы до гранулитовой фации, практически единственным вариантом геологической интерпретации этих зон является повышение пористости гранитоидов. Величина аномального эффекта, вызванного наличием флюидов, составляет также 0.2 - 0.4 км/с.

Сопоставление геофизических данных для обоснования водно-метаморфической природы аномальпого в сейсмогеолошческом и геоэлектрическом отношении слоя для интервала нижней коры выполнено в работе Г.Марка и Р.Хайндмана (Marquis, Hyndman, 1992). Авторы выбрали данный интервал разреза не только из-за его относительно гомогенности по составу, но и благодаря довольно большому количеству геофизической информации, которая его характеризует. Статистика, приведенная этими исследователями, с учетом использования данных по величине коэффициента Пуассона для нижней коры, дает основание заключить, что наиболее вероятная величина отношения осей эллипсов флюидных включений составляет 0.1 - 0.3, а степенной коэффициент формулы Арчи - 1.5 - 2.0. Если принять сопротивление литосферного проводящего горизонта в пределах северо-запада БРЗ, равным 5 Ом-м, параметр пористости в данном случае составит 500 - 700, а коэффициент пористости - 2 - 3%.

К настоящему времени уже накоплен обширный материал, позволяющий говорить об активном участии водных флюидов в строении тектоносферы и их отчетливом проявлении на разрезах глубинных ОГТ. Рассмотрение информации о глу-биппом сейсмогеологическом разрезе позволяет классифицировать определенные по структуре временных разрезов наиболее повторяемые элементы и рассмотреть их пространственную и геологическую приуроченность.

Сейсмические отражающие пластины и пояса (lamellae & bands), слоистая нижняя кора на фоне сейсмически «прозрачной» верхней коры. Проявлены в виде серий сравнительно коротких или умеренно протяженных отражающих площадок, преимущественно в диапазоне времен 5-10 сек, что соответствует породам нижней коры. Характерно, что отражательная способность вышележащих пород верхней кристаллической коры в зонах распространенности пижнекоровых отражающих пластин и поясов значительно ниже; здесь как правило фиксируются лишь отдельные отражающие площадки, количество которых примерно на порядок меньше, чем в нижней коре. В региональном геотермическом плане все указанные регионы отличаются повышенным до 70 - 90 мВт/м2 тепловым потоком; в изучеппых магаи-тотеллурикой зонах отмечается приближение лнтосферного проводящего слоя до глубин 12 - 16 км.

Сейсмически диффрагированная кора, наиболее хорошо выраженная в рифто-вых зонах Европы, в частности, в пределах грабена Викинг в Северном Море. Предполагается, что основную роль в формировании подобной структуры коры играет геологическая неоднородность собственно рнфтовых зон.

В областях с пониженным региональным тепловым потоком, сейсмогеолога-ческая характеристика верхней и средней коры может быть довольно разнообразной - это и слоистая верхняя кора, зоны расположения сейсмических «крокодилов», глубоко падающие зопы отражений и т.п. Это является вполне объяснимым в связи со значительной геологической неоднородностью древпих регионов и слабым проявлением процессов флюидизации нижней коры.

Авторы работ считают, что основной причиной формирования «ламинарной» структуры средней - нижней коры активных регионов является ее флюидизация. Важным физическим следствием этого является измепение не только удельного электрического сопротивления среды и ее сейсмогеологаческих характеристик, но и реологических свойств. С этой точки зрения кора может быть разделена на верхнюю хрупкую и подстилающую ее нижнюю пластичпую зоны. Поскольку сопротивляемость последней по отношению к односторонним наряжениям значительно снижена, не исключена вероятность проскальзывания хрупких верхних коровых пластин по вязкому субстрату, подстилающиму их.

Близкая точка зрения изложена в работе С.Н.Ивановым, который отмечает, что в результате наличия в коре двух зон - зоны флюидогеиеращш н флюидонасы-

щения, а также зоны гидратации горных пород, расположенной выше, раздел между которыми приблизительно совпадает с геоизотермой 350°С, могут быть образованы часто встречамые в земной коре границы К1 и К2. Важнейшей особенностью строения коры, по мнению С.Н.Иванова, является значительное различие ее реологических свойств по вертикали.

Поскольку геологам давно известны свидетельства значительных перемещений коровых пластин по горизонтали, реальность подобной модели представляется весьма вероятной.

Дегидратация водосодержащих минералов является одним из первых механизмов, который привлекался для объяснения аномалий электропроводности в земной коре, что следовало из интерпретации данных измерений электропроводности горных пород при высоких давлениях и температурах Э.И.Пархоменко и А.Т.Бон-даренко. Совершенно естественно, что необходимым условием протекания процессов дегидратации является погружение и прогрев горных пород выше температур 300 - 400°С. Геодинамически возможны два варианта протекания таких процессов - вследствии разогрева земной коры в период ее тектоно-магматической активизации (Добрецов, 1982) и пододвигания океанической коры под континентальную в зонах субдукции.

Фактический вклад процессов дегидратации, по всей видимости, не может быть основным, так как значительная часть территории регионов, характеризующихся развитым литосферным проводящим слоем, устойчиво воздымается на протяжении длительного периода геологического времени. Так, райоп Байкальской риф-товой зоны, значительная часть Сибирской платформы вне зоны развития мезозойских отложений, большая часть территории Забайкалья характеризовались восходящим или стабильным режимом развития в период после верхнего палеозоя. Величина эрозионного среза, в частности, в северном Прибайкалье, составляет 10 - 15 км. Следовательно, на протяжении всего этого периода времени в верхней коре региона протекали процессы прямо противоположной природы - шдратаци-онные за счет продвижения температурного фронта вглубь.

Более того, рассматривая проблему наличия свободной воды в тектоносфере в глобальном плане, следует отметить, что сегодняшнее состояние водной оболочки является результатом соответствующей длительной медленной дегазации мантии. Появление водной оболочки на Земле отмечается в позднем архее. С тех пор объем воды в геолошческом масштабе времени непрерывно возрастает (Летников, 1980). Поскольку внешние относительно планеты источники воды практически ничтожны, следует признать механизм восходящего движения глубинного флюида главным как в тектоносфере, так и во внешних оболочках Земли. Дегидратацион-ные явления в этом аспекте всегда являются вторичными, так как для их протекания необходимо наличие пород, обладающих кристаллизационной водой.

Одной из наиболее непротиворечивых пшотез, позволяющей объяснить образование воды в пределах геотермического интервала 400 - 800°С, является гипотеза Ф.А.Летникова (Летников и др., 1985). В соответствии с ней вода образуется в результате окисления мантийного водорода, который, взаимодействуя с железосодержащими минералами коры и мантии, восстанавливает трехвалеитпое железо до двухвалентпош. Количество воды в геотермическом диапазопе ее генеращш, исходя из гипотезы Летникова, зависит от общего количества водорода в мантийном флюиде. С этой точки зрения весьма интересным является обратная зависимость проводимости литосферного проводящего слоя от средней плотности верхней части земной коры. Так, средние плотности верхней части земной коры для Апгаро-Витимского батолита и Муйскош офиолитовош пояса составляют соответственно 2.65 - 2.70 и 2.85 - 3.00 г/см3, а средняя проводимости ЛПС, - 2500 и 800 См. Аналогичная резкая разница в проводимости и выражепности ЛПС проявляется и на юго-востоке Забайкалья, гае проводимость ЛПС существенно гранитизнрован-ных Даурского свода и Ундино-Газимурского поднятий составляет 1500 - 2000 См, а в пределах разделяющего их Агинского массива - 300 - 500 См.

Геологической причиной подобного явления с позиций шпотезы о водородной водогенерации могут быть значительные отличия в количестве мантийного водорода, поступающего в гранитизированных областях. Это, в какой-то мере, согласуется с выводами Лнтвиновского и др. (1990) о необходимости длительной проработки нижней и средней коры водой и щелочами для ее гранитизации.

Само по себе существование глубинного флюидного дыхания является геологически известным фактом. Современные физико-химические данные анализа флюидных систем магматических и метаморфических пород свидетельствуют о наличии ювепилышх флюидных потоков, которые можно в целом считать стабильными па протяжении геологической истории Земли. (Глебовицкий, Седова, 1985). Наиболее распространенными флюидными компонентами являются водород, вода, окись углерода, метан и некоторые другие. Прямыми геологическими данными о наличии глубинных флюидов являются флюидные микровключения в ксенолитах маитийных шпинелевых лерцолитов; присутствие в мантийных породах минералов, содержащих связаппые флюидные компоненты (амфибол, флогопит и др.); закономерные вариации содержания редких элементов, характерные только для систем с участием флюидной фазы (Рябчиков, 1985).

Расчет среднегодового потока водорода только в средиппо-океанических хребтах Мирового океапа, проведенный Г.Н.Доленко (1985), дает соответствующие объемы в 1.3-109 м3/год. Аномальные содержания водорода устанавливаются в зонах региональных глубинных разломов многих тектонических элементов (Щербаков, 1985).

4. Геоэлектрическая и геологическая характеристика локализованных геоэлектрических неоднородностей.

Описанные выше глобальные геоэлектрическне слои не исчерпывают всего многообразия ситуаций, наблюдаемых в условиях кристаллической земной коры. В ряде случаев наблюдаются локализованные геоэлектрические неоднородности, размеры и проводимость которых в ту или иную сторону отличаются от нормальной региональной электропроводности. Если проводимость глобальных геоэлектрических объектов в региональном плане определяется геотермическим и флюидным режимом тектоносферы, то геоэлектрическне свойства локализованных неоднородностей связаны с результатом предшествующих геологических событий и непосредственно с геотермическим режимом региона могут не корреспондироваться,

Возможности геоэлектрических методов по отношению к выделяемым неодно-родностям, естественно, определяются не только методическими особенностями исследований, но и вариациями проводимости «нормального» геоэлектрического разреза (который отвечает срсднерегаональным параметрам теплового и флюидного режимов).

. Обзор геоэлектрическнх моделей регионов, содержащих в той или иной степени выраженные ЛГН, дает основание для выделения нескольких классификационных признаков, конкретное сочетание которых может быть связано с существованием совершенно особенных для данного типа ЛГН геологических условий.

В отношении превышения фоновой проводимости локализованные геоэлектрические неоднородности можно разделить на два класса - относительно проводящие и относительно непроводящие.

С точки зрения пространственной характеристики можно классифицировать их па региональные, 1-го, 2-го и 3-го порядков (с размерами соответственно (30 -100)-103 км2, (5 - 30) 103 км2, (0.5 - 3)103 км2 и менее 500 км2).

В отношении глубинности ЛГН можно подразделить на четыре категории. К первой относятся приповерхностные, верхняя кромка которых располагается на глубине от первых сотен метров до 3-5 км. Верхнекоровый этаж распространения неоднородностей расположен на глубинах от 3 - 5 км до кровли ЛПС. Пространственные размеры подобных неоднородностей могут быть достаточно большими -

до 10000 км2. Третий уровень локализации неоднородностей совпадает с положением литосферного проводящего слоя, а четвертый - надастеносферной непроводящей зоне.

Следующим элементом классификации является преобладающий тип проводимости основных минералов, обеспечивающих существование повышенной или пониженной проводимости - электронный либо ионный.

- 20 -

В состав кристаллических горных пород могут входить электронно проводящие минералы как эндогенного (сульфиды черных и пветпых металлов, магнетит, титаномагпетит), так п первично осадочного генезиса, в частности, графит и сульфиды, образующиеся при метаморфизме богатых органикой осадков.

Ионные проводники также могут образовывать скопления, достаточные доля формирования зон повышенной проводимости. Наиболее часто это связано с вертикальным и латеральным перемещением высокотемпературшлх флюидов в вышележащие относительно флюидогенерирующих горизонтов уровни.

К настоящему времени в пределах регионов, достаточно плотно изученных мапштотеллурическнми зондированиями, выявлеиы обширные зопы с повышенным сопротивлением пород на коровых и мантийных уровнях, которые в соответствии с предложенной классификацией в пространственном отношепии относятся к региональным и крупным. Характерными являются непроводящие апомальные зоны Якутской алмазоносной провинции и прилегающих районов Сибирской платформы.

Поскольку, по крайней мере две из этих ЛГН целиком вмещают в себя в пространственном плане основные рудные поля алмазоносной провинции, многие исследователи делают вывод о гепетической взаимосвязи аномальных геоэлектрических объектов и области алмазоносного магматизма (Поспеев и др., 1981; Никулин и др., 1988 и др.). Основанием к этому служит выявленный факт значительного (от сотен миллионов до миллиарда лет) временного разрыва между генезисом алмазов и интрузивными процессами кнмберлитового магматизма. Существующие геологические и геофизические факты позволяют говорить о существовании в литосфере алмазоносных провинций крупных скоплений протокнмберлитового алмазоносного субстрата. В.И.Никулиным (Никулин и др., 1988 и др.) предполагается, что эти скопления были образованы протрузивным (вязко-пластическим) путем за счет субвертикального и наклонного внедрения алмазоносных блоков по системе так-называемых «лнстрических» сбросов.

В варианте интерпретапии В.И.Поспеева (Поспеев и др., 1981) непроводящие ЛГН Якутской алмазоносной провинции представляют собой раскристаллизован-ные кимберлитовые магмы, в силу сложившихся в процессе интрудирования геологических условий задержавшиеся на уровне промежуточных очагов.

Проводящие локализованные геоэлектрические неоднородности пользуются значительным распространением в различных по тектоническому строению регионах, а их пространственные размеры, глубинность, аномальная электропроводность варьируют в широких пределах.

Рассматривая относительно проводящие неоднородности регионального и первого порядка, можно отметить, что в изученных регионах они имеют определен-

ную металлогеническую специализацию. Так, Бодайбинская, Южно-Тянь-Шаньс-кая аномалии электропроводности пространственно сопрягаются с золоторудными провинциями, аномально проводящие зоны западной Якутии - с алмазоносными полями Якутской алмазоносной провинции, Ангаро-Тунгусская апомалия проводимости - с Ангаро-Илимской железорудной провинцией, аномально проводящие зоны Центральной Камчатки - с одноименной золото-полиметаллической провинцией.

Поскольку формирование региональных металлогенических зон обусловлено протеканием соответствующих магматических, метаморфических и гидротермаль-но-метасоматических процессов, следует отметить важную роль водных флюидов в переносе контрастно отличающихся по сопротивлению минералов, а также их концентрации на определенных уровнях в земной коре. Это связано, прежде всего, с высокой растворяющей способностью закритических водных флюидов. В пределах температурного диапазона 400 - 700°С растворимость таких минералов, как кварц, сульфиды, карбонаты возрастает на многие порядки, достигая значений в десятки граммов на литр (Файф и др., 1981).

В этом случае фактически гидротермальный водный флюид, насыщающий горные породы в пределах литосферного проводящего слоя, представляет собой региональный металлогенический источник, возбуждение, либо нарушение которого приводит к перемещению определенных масс флюида по вертикали и латерали.

Мощный фактор восходящего движения флюидов представляют собой разлом-ные системы различного ранга, которые являются характерным тектоническим элементом строения активизированных областей. Повышение пористости и проницаемости в пределах зон разломов и, особенно, в узлах их пересечения, позволяет выводить гидротермальные флюиды на вышележащие уровни вплоть до глубин, на которых существуют благоприятные условия для размещения дополнительных объемов вещества - прежде всего осадочных, вужаногепно-осадочных пород, а также иных геологических образований, характеризующихся повышенными коллекторскими свойствами.

Анализ глубинного геоэлектрического разреза, данных глубинных сейсмических зондирований, а также других геолого-геофизических материалов позволяет сделать вывод о том, что глубинная физико-геологическая модель основных металлогенических провинций, крупных узлов и полей алмазоносного магматизма юга Восточной Сибири характеризуется закономерным сочетанием параметров асте-носферного и литосферного проводящих слоев, а также расположением разноран-говых проводящих и непроводящих локализованных геоэлектрических неодно-родностей.

Железорудная провинция Сибирской платформы охватывает огромную площадь, протягиваясь в меридиональном направлении в виде сложной системы полос

от широты Братска до склонов Анабарского щита. По отношению к положению астеносфсрного проводящего слоя основная масса рудопроявлений и месторождений железа расположена в пределах толщин литосферы от 100 до 200 км при средней глубине порядка 150 км. Большая часть железорудной провинции сопровождается региональной зоной повышенной проводимости верхней части земной коры, в пределах которой сопротивление кристаллических горных пород коры снижается до десятков - единиц Омм.

На фоне указанной неоднородности выражены JITH более высоких порядков. Неоднородности 1-го порядка, в частности, приурочены к Ангаро-Катскому и Ангаро-Илимскому районам, а неоднородности более высоких порядков - к отдельны рудным узлам и крупным месторождениям.

Существующие геологические представления о генезисе железорудной провинции связывают ее становление с активизацией Тунгусской астенолннзы, мощное возбуждение которой привело в верхнепалеозойское - нижнемезозойское время к формированию одноименной трапповой впадины. Последние этапы магматической деятельности характеризовались высокой металлогенической активностью. В качестве участков литосферы, наиболее благоприятных как для проникновения магматических расплавов, а также сопутствующих им гидротемальных растворов, выступали проницаемые зоны, расположенные в зоне сочленения синеклнз и агг-теклиз. Этп зоны в более глубинном плане телескопически совпадают и с градиеп-тными зонами глубин и проводимости впугрилитосферного и астеносферного проводящих слоев.

Среднепалеозойская Восточно-Сибирская алмазоносная провинция расположена в области выклипивания крупных астенолинз в пределах приподнятых по поверхности фундамента районов платформы. В провинции выделены закономерно сочетающиеся геоэлектрическне неоднородности, различающиеся по сопротив-леггпто, латеральным размерам и глубинности. Наибольшие размеры имеют относительно непроводящие птубиппые ЛГН. Геоэлектрические свойства разреза в пределах указанных неоднородностей отличаются на порядок большими сопротивлениями па нпжнекоровьгх - мантийных глубинах.

В контурах Муггской и Миршшской региональных неоднородностей выделены относительно проводящие неоднородности первого порядка - Олепекская, Ай-хальская, Ботуобинская, Вшиойская, Бахчннская, Верхнеботуобинская. Более детальными исследованиями в нх пределах обнаружены локализованные геоэлектрические неоднородности более высоких порядков.

Так же как в геоэлектрнческом отношении, аномальными являются и сейсмо-геологические свойства разреза. Глубишгыми сейсмическими зондированиями, про-ведешгыми в пределах Якутской алмазоносной провинции, выявлены аномально

высокие граничные скорости на поверхности мантии - до 8.8 - 9.0 км/с в пределах полей алмазоносного магматизма. Здесь же в средней - нижней коре обнаружены участки пониженной на 0.2-0.3 км/с скорости продольных сейсмических волн. Учитывая подобное сочетание геоэлектрических н скоростных свойств, можно сделать вывод о преимущественно флюидном характере указанных геофизических неоднородностей.

Саяно-Байкальская металлогепическая провинция целиком расположения в горном обрамлении Сибирской платформы в ее активизированной части. Толщи-па литосферы здесь, по всей видимости, близка к 100 - 120 км. Наиболее изучено геоэлектрическое строение Ленского золоторудного района, протяженным профилем пересечен Удоканский меднорудный район.

Ленский золотоносный район приурочен к нижнепротерозойскому Бодайбин-скому сиклинорию, сложенному осадочно-метаморфическими породами. Геоэлектрический разрез района характеризуется наличием контрастной относитедано проводящий неоднородности с проводимостью в первые десятки тысяч сименс. Сопротивление пород в пределах указанного геоэлектрического объекта составляет единицы - десятые доли Омм. Глубина кровли аномального проводника на большей части Бодайбинского синклинория составляет 5 - 7 км, а его оценочная мощность близка к 10 км.

В пределах региональной проводящей неоднородности выделяются также неоднородности более высоких порядков с сопротивлением в десятые доли Ом-м. Наиболее перспективными для дальнейших исследований являются Маракано-Бо-дайбинская, Кропоткинско-Верхнежуштская, Хомолхино-Среднежуинская и Бе-резовско-Жуинская локализованные геоэлектрические неоднородности.второго порядка. Следует отметить, что последняя из вышеперечисленных неоднородностей частично располагается в контуре осадочного чехла платформы. Учитывая, что в пределах Кропоткинско-Верхнежуинской неоднородности расположено известное Сухоложское коренное золоторудное месторождение, следует признать высокими на обнаружение месторождений подобного типа также и в пределах остальных неоднородностей.

Прямая корреляция проводимости корового проводника в Ленском золоторудном районе с полем силы тяжести позволяет сделать вывод о преимущественно электронном механизме его аномальной проводимости.

Крайне интересно сопоставить глубинный геоэлектрический разрез ВосточноСибирской металлогенической провинции с разрезом Аляски, изученном работами УДСтенли и коллег (Stanley et al., 1990). Мапштотеллурическне зондирования, а также исследования методом AMT проведены здесь по четырем профилям, отстоящим друг1 от друга на расстоянии сотен километров.

Двумерная интерпретация выполненных машитотеллурическпх и аудпомапш-тотеллурпческих зондирований позволила разделить горные породы на четыре группы по удельному электрическому сопротивлению: <3, 8-30, 60-300 и >1000 Омм. В первую группу авторы статьи отнесли породы флитевого комплекса, имеющие электронный характер аномальной проводимости, во вторую - слабоме-таморфизованные осадочные и осадочно-вулкапогенные породы.

Между тем, рассмотрение результативных разрезов позволяет выделить протяженные зоны (длиной до 50 км), в пределах которых глубина корового проводника составляет около 10 км. Оценочная мощность проводника в даппом случае составляет около 10 км, то есть его суммарная проводимость превышает 3-5 тысяч симепс. На нескольких пупктах в непосредственной близости от разлома Денали положение проводящих пород оказывается более близким - до 2 - 3 км. Наконец, к roiy от региональной разломной зоны па юго-восточном профиле выделены участки однородного высокоомпого разреза.

На взгляд диссертанта, выделенные в геоэлектрическом разрезе Аляски проводящие образования к северу от разлома представляют собой типичную локализованную геоэлектрическую неоднородность, аномальная проводимость которой связана не только с особенностями литологии пород разреза, но и, по аналогии с Ленским золоторудпьгм районом, с насыщением указапных уровней разреза сульфидным н графитпстым веществом.

5. Основные проблемы интерпретации магнитотеллурических данных.

Несмотря на значительную глубинность и технологичность магнитотеллурических методов одной из наиболее сложных проблем, возникающих при их применении, является достижение необходимой надежности интерпретации данных. Это связано в первую очередь с тем обстоятельством, что реальное распределение мапшто-теллурического поля зависит от всех элементов зондируемой среды - как горизонтальных, так и вертикальных. В этом случае применение приемов интерпретации, рассчитанных на горизоитальпо-слоистую модель, может дать результаты, совершенно пе соответствующие реальной геологической ситуации.

Вопросы влияния негоризонтальных неодпородностей на данные МТЗ многократно описаны в литературе (Бердичевский и др., 1992; Зингер, 1992; Дмитриев В.И., Бердичевский М.Н., Кокотушкнн Г.А., 1975; Бердичевский, Жданов, 1984; Berdichevsky M.N., Vanyan L.L., Dmitriev V.l., 1989 и мл. др.), однако, на сегодняшний день пе существует угатверсалыгой методики интерпретации, позволяющей получить стопроцептно надежные результаты в любых геологических условиях.

При наличии негоризонтальных границ раздела пространственное распределение магнитотеллурического поля отклоняется от осесимметричного, что приводит к расхождению кривых МТЗ, определенных по различным направлениям. В зависимости от поляризации МТ-поля проявляется два вида эффектов - индукционные и гальванические. Второй тип эффектов связан с тем, что при поперечной поляризации поля на границах неоднородности возникают избыточные заряды. В этом случае кривая МТЗ отмечает проводимость падопорного слоя, а далее повторяет нормальную кривую за пределами неоднородности. Низкочастотная часть наблюденной кривой при этом оказывается смещенной относительно локально нормальной, причем величина такого смещения описывается формулой 5.1 (Дмитриев, Бердичевский, Кокотушкин, 1975):

pi = pB-(se/si)a,

где: сопротивление поперечной кривой в диапазоне полного влияния гальванического эффекта, рп - сопротивление локально нормальной кривой, Sc - осред-ненная проводимость за пределами неоднородности, - проводимость внутри неоднородности, а - степенной коэффициент (0 < а < 2), примерно равный арктангенсу угла наклона кривой МТЗ в диапазоне S.

В том случае, когда кривые регистрируются в диапазоне периодов, больших, чем диапазон формирования гальванических эффектов, и, кроме приповерхностных, иных неоднородностей нет, кривые МТЗ по всем направлениям конформны. В этом случае гальванические эффекты приводят к постоянному «статическому» сдвигу («static shift» - в терминологии зарубежных исследователей) поперечных кривых относительно локально нормальной кривой.

Анализ результатов двумерного численного моделирования над моделями типа ступени позволяет представить S как: Sc = S(x) ® k(x)

где S(x) - распределение проводимости в поперечном по отношению к неоднородности направлении, к(х) - параметры пространственного фильтра, ® - оператор свертки.

Поскольку оператор свертки математически эквивалентен перемножению пространственных спектров неоднородностей проводимости и импеданспого фильтра в частотной области, достаточно просто получить оценку степени влияния каждого фактора на величину Se рассмотрением их спектров.

Форма пространственного фильтра (ширина его полумаксимумов и крутизна боковых ветвей) зависит от «прозрачности» экрана, разделяющего верхний проводящий слой и низкоомное основание. Количественно «прозрачность» экрана описывается гальванической постоянной где S - надэкранная проводимость, Т -поперечное сопротивление экрана.

Чем больше параметр т, тем большее влияние оказывают региональные неоднородности на распределение магнптотеллурического поля в точке зондирования, что объясняется ухудшением условий просачивания гальванических токов сквозь экран.

Поскольку при наличии двух различных значений проводимости формула 5.2 может быть представлена в виде:

ш т

1п8е = " 1п81 + X'1пй2

1-1 рт+1

прострапственпая характеристика импедансного фильтра может быть получена дифференцированием выражения обратного по отношешпо к вышеприведенной формуле для модели типа ступени.

Рассмотрение влияния гальванических эффектов, как результат свертки пространственного фильтра с поверхностной проводимостью, позволяет довольно просто получать оценки воздействия сколь угодно сложных двумерных неоднород-ностей верхнего слоя. Кроме того, можно оцепить размеры пеодпородностей, наибольшим образом влияющих на поведение поперечных кривых МТЗ. В соответствии с вышеизложенным, па основании рассмотрения суммы коэффициентов одной ветви импеданспош фильтра, неоднородности можно разделить на две группы: объекты с преобладающим (2Ц > 50%) и объекты с малым (IЦ < 50%) влиянием.

В этом случае пространственным параметром, позволяющим разделить зоны различной проводимости по степени их участия в формировании гальванических влияний, является ордината 50-процентной суммы коэффициентов Х50. Она пропорциональна параметру жесткости экрана.

Увеличение глубины расположения неоднородностей также вызывает расширение пространственной характерпстикп импедансного фильтра, что вполне понятно физически. Применеше аппарата двумерного моделирования для глубинных моделей и сопоставление их с моделями, содержащими неоднородности в верхней части разреза, позволяет установить характер зависимости параметра Х50 от глубины положения неоднородного проводника.

При наличии ненулевых градиентов проводимости в любых направлениях относительно точки зондирования среда является трехмерно неоднородной. Математическое моделирование таких ситуаций связано со значительными трудностями и наиболее употребимыми в этом случае являются пленочное или физическое моделирование. Тем не менее, анализ простейших моделей типа эллиптического включения дает основание сделать вывод, что осиовпым типом эффектов и в этом случае являются гальванические.

Если в двумерной обстановке диагностика общего характера приповерхностного разреза пе представляет особой трудности даже при его относительно низкой изу-

четности (в силу протяженности аномалиеобразуюншх объектов по одной из осей), в трехмерной ситуация значительно осложняется. В общем трехмерном случае в своей правой части уровень кривых за счет гальванических влияний отличается от локально нормального. Лишь в части случаев существуют такие направления, кривые МТЗ по которым испытывают минимальные гальванические влияния.

Практическая оценка влияния трехмерпых неоднородностей и, соответственно, их подавление является самой большой проблемой при глубинной интерпретации мапштотелпурических данных. Успешное ее разрешение определяется количеством и характером дополнительной информации, а также совокупностью применяемых методических приемов.

Желательным, но реально недостижимым условием для расчета влияния при-поверхностпого и более глубипных слоев па кривые МТЗ является наличие полной информации о распределении их проводимости, хотя бы с детальностью, примерно равной длине применяемых при регистрации МТЗ электрических диполей.

Практически же дополнительная изученность в окрестности точки наблюдения, как отмечалось выше, позволяет описать лишь часть пространственного спектра приповерхностной проводимости. С этой точки зрения, на взгляд диссертанта, наиболее правильно разделить пространственный спектр неоднородностей на две части: длиннопериодную, которая может быть описана и смоделирована с помощью доступной электромагнитной изученности, и более короткопериодную («геологический шум»), информация о параметрах которой отсутствует. Для учета нео-поискованной компоненты требуется коррекция уровня кривых.

Для решения этой проблемы автором в 80-е годы предложена и применена многоэтапная схема интерпретации, суть которой состоит в следующем:

1. На первом этапе оценивается приповерхностная обстановка с целью отбора «квазипродольной» кривой. Для этого применяется вся доступная геологическая информация: данные о местоположении проводящих и непроводящих геологических образований, в том числе зон разломов и тектонической проработки, результаты зондирований ВЭЗ, ДЭЗ, ЗСБ, а также теллурической съемки

2. Далее с целью максимального подавления эффектов гальванического экранирования, связанных с «неидеальностыо» модели применяются приемы статистического сглаживания, которое в зависимости от изученности может быть средневзвешенным площадным, либо профильным, полиномиальным и т.п. Максимальная степень подавления помех, как известно, пропорциональна квадратному корню из количества осрсдненных точек (обычно 10 - 15). Таким образом, применение осреднения позволяет улучшить результаты интерпретации примерно в 3 - 4 раза.

Для примера приведем результаты анализа структуры теллурического поля в Чарской впадине. Здесь в качестве квазипродольных использовались максималь-

ные импедансы в пределах вытянутых аномалий пониженного поля ТТ; минимальные - в зонах повышенного поля ТТ, эффективные - в краевых зонах изометрич-ных аномалий. В случае, если расхождение импедансов было аномально велико, либо, наоборот, мало, они отбраковывались. Далее «квазипродольпые» импедапсы осреднялись в окпе, содержащем 25 - 30 точек. В результате остаточные влияния «неидеальпости» модели были ослаблены примерно в 5 раз. Величипа последних может быть получена из разности исходных «квазииродолышх» и сглаженных значений. Для конкретного случая Чарской впадины подобное расхождение в среднем составляет около 30%. Это позволяет сделать вывод, что отобранная в соответствии с вышеприведенными критериями квазппродольная кривая до ее осреднения в средпем отклоняется от истинного уровня за счет «геологического шума» примерно на 60% по оси р.

В 80-е годы были разработаны новые подходы к анализу структуры мапшто-теллурического поля, связанные с углубленным апализом компонентов комплексного тепзора импеданса. Эти подходы обобщены в ряде работ, в частности, М.Н.Бер-дичевским (1996). В качестве количественного показателя неоднородности разреза предложено использовать параметр неоднородности N. вычисляемый как

N1= +

где ТУ^ и 7?_ главные импедансы по методу Эггерса. В пределах число двумерных структур главпые нмепедансы по Эггерсу совпадают с максимальными и минимальными импедапсамн. При паличии трехмерных эффектов дополнительные импедансы по направлениям эллипса поляризации имеют ненулевые значения, причем их величина может быть сопоставима с величиной осповпых. В этом случае главные импедапсы по Эггерсу будут отличаться от максимальных и минимальных пмпедансов тем более, чем более выражены трехмерные эффекты. По значениям направлений главных импедансов вычисляется также критерий асимметрии:

а = |ер+-ер.-х/2|

Для разделения эффектов региональных двумерных и локальных трехмерных влияний матрица импедапса может рассматриваться как произведение матрицы трехмерного влияния А на двумерный импеданс В этом случае (метод Бара) возможно определение оси двумерной структуры путем поворота системы координат на угол а, прп котором наблюдается равенство фаз элементов столбцов импе-дапсиой матрицы. Оценка величины двумерпости этой региональной структуры производится с помощью параметры т|, который является количественной мерой неортогональности направлений, вычисляемых как корни соответствующего уравнения.

Таким образом, применение методов Эггерса и Бара позволяет получить набор количественных параметров, дающих основание оценить степень «трехмерности» структур, а также разделить приповерхностные и региональные влияпия.

Для практического сопоставления традиционной, применяемой автором с 1979 г. методики интерпретации, и вышеописанных новых методических приемов проведена переинтерпретация части материалов МТЗ на профиле Тьшда - Комсомольск в районе восточнее Зейской впадины.

Рассмотрение полученных графических и расчетных материалов позволяет в целом оценить геоэлектрическую структуру изученного участка как достаточно сложную. Направления максимальных осей теллурического эллипса распределены по профилю довольно хаотично и колеблются от -15 до 90°. В отличии от них направления оси квазидвумерной структуры по Бару более выдержаны. Рассмотрение поведения критерия неоднородности N показывает, что он везде превышает 0.2, что указывает на общую сильную горизонтальную неоднородность геоэлектрического разреза. Наконец, величина критерия асимметрии А и фазового параметра асимметрии Ь превышает пороговые значения (соответственно 20° и 0.1) на начальной части профиля (МТЗ №№55, 52, 50), что позволяет говорить о значительных влияниях трехмерных геоэлектрических неоднородностей на поведение кривых МТЗ на этих пунктах.

Таким образом, применение методики углубленного анализа компонент комплексного тензора импеданса позволило получить количественные критерии классификации приповерхностных структур, что повышает надежность их диагностики и достоверность интерпретации в целом.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Таким образом, рассмотрение всего комплекса геолого-геофизических данных позволяет сделать вывод о том, что, несмотря на значительные вариации возраста, особенностей современного тектонического положения и истории развития различных регионов, их глубинные геоэлектрпческие характеристики закономерным образом корреспондируются с термодинамической и флюидпой активностью континентальной тектоносферы.

По мнению автора, в глобальном плане выделяются три основных элемента глубинной структуры электропроводности.

Наиболее глубоко залегает астеносферный проводящий слой, связанный с частичным плавлением мантийного вещества. Это приводит к снижению пе только сопротивления, но и упругих и реологических характеристик среды. В регионах, характеризующихся повышенной и умеренной термической активностью, продольное сопротивление пород в пределах проводящего слоя составляет единицы -первые десятки Омм. Глубина кровли мантийного проводника обратно пропорциональна термодинамическим параметрам тектоносферы. Наиболее высокое положение и максимальная проводимость астеносферного проводящего слоя отмечает-

ся в пределах внутрикоптиненталышх рифтовых зоп и в областях современного вулканизма. В то же время, на антеклизах и щитах древних платформ термодинамические условия частичного плавления не достигаются, вследствие чего астенос-ферпый проводящий слой в их пределах отсутствует.

Рассмотрение физико-геологической модели верхней мантии Байкальской риф-товой зоны не позволяет отнести слой так называемой «аномальной» мантии к астеносфере. По своим термодинамическим, геоэлектрическим и петрологическим характеристикам он представляет собой твердофазовую субстанцию, аномальные скоростные характеристики которой, вероятнее всего, обусловлены существова-1шем более высокотемпературной субфации мантийного вещества.

В верхней литосфере практически повсеместно выделяется внутрплитосфер-ный проводящей слой. Сопротивление пород в его пределах в несколько раз меньше, чем вышележащих и подстилающих породах и на порядки меньше, чем у воздушно сухих пород прн тех же термодинамических параметрах. Геоэлектрические характеристики земной коры в целом отличаются закономерным соотношением с сейсмогеологаческими характеристиками Положение литосферного проводящего слоя в активных решопах совпадает с коровым сейсмическим волноводом, выделенным по данным интерпретации рефрагированных волн; устанавливаются характерные изменения структуры волнового поля па разрезах глубинных ОГТ в пределах глубип развития проводящего слоя.

Автор считает, что основной причиной подобной физико-геолошческой характеристики в отмечешюм диапазоне глубип является ее флюпдопасьпцение. Оценка баланса флюидов показывает, что основной нх объем формируется за счет мантийного водородного флюидопотока, приводящего за счет окислительно-восстановительных реакций к образованию закрнтпческнх водных растворов. Наличие флюидонасыщенного слоя в средней - нижней коре (в некоторых решопах и в верхах мантии) приводит к закономерному изменению реологических свойств и, вероятнее всего, имеет тектонические последствия.

Третьим элементов иерархической структуры глубинной электропроводности являются локализованные геоэлектрические неоднородности. Несмотря на многообразие геоэлектрических, пространственных и геологических характеристик ЛГН, в большинстве случаев они являются следствием глубинной флюпдпой п тектоно-термальной проработки разреза и проявляют определенное соответствие с региональным распределением эндогенных полезных ископаемых.

Поскольку надежность и обоснованность глубинных моделей соответствующим образом связана с представительностью геоэлектрических дапных, несомненную важность представляет собой интерпретационный аспект исследований. Совершенствование методики интерпретации глубинных магаитотеллурических зон-

дирований и всего электромагнитного комплекса в целом повышает точность и надежность оценки глубинных сопротивлений.

Резюмируя можно отметить, что в настоящее время глубинные электромапшт-ные зондирования являются одним из основных методом изучения глубинного строения глубинных, что в совокупности с данными других глубинных геофизических и геологических исследований позволяет решать широкий круг геологических задач. К их числу относятся не только фундаментальные проблемы обоснования глубинных моделей в целом, но и практические задачи изучения региональной металлогении, сейсмичности, тектоники, анализ временных вариаций сопротивлений в связи с прогнозом землетрясений и многое другое.

С этой точки зрения глубинная малштотеллуршеа представляет собой важную сферу научных исследований, которая обладает несомненным импульсом для дальнейшего развития.

Основные положения диссертации опубликованы в следующих работах:

МОНОГРАФИИ:

1. Геология и сейсмичность зоны БАМ. Глубинное строение. / Ред. Пузырев H.H., Мандельбаум М.М. Новосибирск, Наука, 1984. - 174 с. - совместно с Б.М.Пись-менным, А.М.Алакшиньш, Б.П.Мшненькиным.

2. Геология зоны БАМ. Т.1. Геологическое строение. / Ред Л.И.Красный. Л.: Недра, 1988. - С. 401-411 - совместно с А.С.Барьплевым, В.А.Ерховым, Ю.К.Щукиным, М.М.Мандельбаумом, Б.М.Письменным, А.М.Алакшиньш.

3. Современная динамика литосферы континентов: методы изучения. / Ред. Логачев H.A., Хромовских B.C. - М.: Недра. 1989 - 278 с. - совместно с В.С.Хро-мовских, В.П.Солоненко, Ю.К.Щукиным и др.

4. Baikal rift in Cenozoic. / Ed. V.Mats and J. Hutchison. Cambridge, in press. -совместно с А.М.Алакшиньш, М.М.Мандельбаумом и др.

СТАТЬИ:

5. Результаты комплексных электроразведочных исследований в зоне строительства БАМ. В сб.: Состояние и пути повышения эффективности геофизических набот в Сибири и на Дальнем Востоке. Тезисы докладов к конференции. Иркутск. 1978, с. 47 - 48. Совместно с И.П.Шпаком.

6. Результаты комплексных электроразведочных исследований в зоне строительства трассы БАМ. В сб.: Тезисы докладов выездной сессии МССС. Иркутск, 1979, с. 23 - 24. Совместно с И.П.Шпаком.

7. Глубинное электромагнитное зондирование в зоне трассы БАМ. - Геология и геофизика, 1982, №1, с. 129 - 133. Совместно с Г.М.Морозовой, А.П.Манштей-ном, И.П.Шпаком, Н.Ф.Зыковой.

8. Комплексное электромапштное зондирование на северо-востоке Байкальского прогностического полигона. В сб.: Основпые направления совершенствования комплексных геофизических исследований при поисках полезных ископаемых в Сибири и на Дальнем Востоке. Тезисы докладов к конференции. Иркутск, 1983, с. 20, Совместно с Н.Ф.Зыковой.

9. Влияние методики вычисления на точность определения теллуропараметров. В сб.: Геофизические исследования Сибирской платформы и смежных регионов. Иркутск, 1983, с. 91 - 95.

10. Результаты машитотеллурическнх исследований в зоне строительства трассы БАМ. В сб.: Геология и полезные ископаемые Восточной Сибири. Тезисы докладов к научной конференции геологического факультета. Иркутск, 1983, с. 63 -65.

11. Электромагнитные зондирования земной коры в условиях северо-восточного фланга Байкальской рифтовой зоны. // Коровые аномалии электропроводности. Сборник паучных трудов. Под ред. А.А.Жамалетдпнова. Ленинград, Наука, 1984. С. 131 - 138 - совместно с Н.Ф.Зыковой, Г.М.Морозовой, Н.Н.Неведровой.

12. Геофизическая характеристика северной части Байкальского прогностического полигона. В сб.: Комплексные исследования сейсмоопасных зон и изучение сильных землетрясений. Тезисы докладов к совещанию. Кишинев, 1984, с. 82

- 84. Совместно с М.М.Мандельбаумом.

13. Некоторые вопросы геодинамики Байкальской горной области. // Внутри-континепталыше горные области: геологические и геофизические аспекты (Международный симпозиум, тезисы докладов). Иркутск, 1987 - С. 265-269 - совместно с А.М.Алакшиным, Б.М.Письменпым.

14. Электропроводность земной коры и мантии по профилю Чара-Ванино. // Тихоокеанская геология - 1987, - №6. - С. 109 - 113.

15. Строение литосферы южного горного обрамления Сибирской платформы. // Внутриконтинептальные горные области: геологические и геофизические аспекты (Международный симпозиум, тезисы докладов). Иркутск, 1987. - С. 225-228 -совместно с М.М.Мандельбаумом, Б.М.Письменпым, А.М.Алакшиным.

16. Электропроводность земной коры и мантии западной части Байкало-Амурского региона. // Астеносфера по комплексу геофизических методов. - Киев, 1988.

- С. 34-44.

17. Геолого-геофнзическая характеристика зопы сочленения Сибирской платформы со складчатыми областями. // Тектоника платформенных областей. Новосибирск, Наука, 1988. - С. 151-161 - совместно с М.М.Мандельбаумом, Б.Н.Холи-ным, Б.М.Письменпым, Т.Г.Смирновой, А.М.Алакшиным.

18. Глубинное строение Саяно-Байкальской складчатой области и зоны ее со-члепения с Сибирской платформой. // Глубинные исследования недр в СССР:

Доклады советских геологов на 28 сессии Международного геологического конгресса. Вашингтон, июль, 1989. - Л., 1989, с. 163-173 - совместно с А.С.Барьпне-вым, В.И.Поспеевым, В.И.Никулипым, С.Н.Ипатьевым, М.М.Мандельбаумом, Б.М.Письменным, А.М.Алакшиным.

19. Методика оценки продольной электропроводности надэкрашшх отложений комплексом МТЗ-ТТ-ВЭЗ. II Ускорение научно-технического прогресса при геофизических исследованиях в Восточной Сибири. - Иркутск. - 1989. - С. 52-56. Совместно с А.М.Пашевиным.

20. Петрофизическое моделирование земпой коры севера Байкальской горной области по комплексу геолого-геофизических данных. В сб.: Петрофизика рудных месторождений (тезисы докладов). Л.: ВСЕГЕИ, 1990. Совместно с А.М.Алакшиным, К.С.Турицьишм.

21. Результаты моделирования магаитотеллурического поля юга Сибирской платформы. Геологая и геофизика - 1990, - №2. - С. 109 - 113 - совместно с А.М.Па-шевиным.

22. Строение литосферы южного горного обрамления Сибирской платформы / / Геодинамика внутрикоитинепталышх горных областей.: Материалы международного симпозиума. Иркутск, сентябрь, 1987. - Новосибирск: Наука - 1990. - С. 170-180 - совместно с А.М.Алакшиным, Б.М.Письменным.

23. Глубинное строение и геодинамика Саяно-Байкальской горной области и сопредельных районов Восточной Сибири. //Глубинное строение территории СССР. М.: Наука -1991. - С. 88-105 - совместно с А.М.Алакшиным, С.В.Лысак, Б.М.Пись-менным, Е.В.Поспеевой.

; 24. Возможности мапштотеллурических матодов при изучении осадочного чехла ни юге Сибирской платформы. II 4 всесоюзн. съезд по геомагнетизму «Маш. и элекр. поля твер. Земли». (Суздаль, 1990). :Тез. докл. Ч. 1. - Владимир - Суздаль, 1991. - С. 146-147. Совместно с А.М.Пашевиным.

25. Глубинный геоэлектрический разрез Востока СССР. // Известия АН СССР: Физика Земли - 1991, - №4, С. 59 - 68 - совместно с Ю.Ф.Морозом.

26. Main features of deep structure of Siberian platform and its mountainous frame. // Russian-Norvegian Workshop Ш. Lake Baikal, August-September, 1993. Expanded abstracts. - P. 27. Совместно с А.МЛашевиным.

27. Deep electrical conductivity of East Siberia and the Far East of Russia. II Tectonophysics - 1995, - № 245. P. 85-92 - совместно с Ю.Ф.Морозом.

28. Геофизические данные о флюидах в земной коре. // Геологическая среда и сейсмический процесс. Иркутск, - 1997.-С. 29-31.

Текст научной работыДиссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Поспеев, Александр Валентинович, Иркутск

Иркутский государственный технический университет

Поспеев Александр Валентинович

Геоэлектрика континентальной тектоносферы.

04.00.12 - геофизические методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых

Диссертация на соискание ученой степени; \ доктора геолого-минералогичрсёКй^'!^!

Л пи \

у " ' - ¡м -

«а рЛ-Т

Иркутск-1998

СОДЕРЖАНИЕ

Введение..............................................................................................................................7

Глава I. Постановка проблемы.............................................................................14

1.1 Общий обзор..............................................................................................................14

1.2. Петрофизическое обоснование глубинных электромагнитных зондирований.............................................................................................................18

1.2.1. Удельное электрическое сопротивление веществ при нормальных термодинамических параметрах...........................................................18

1.2.2. Удельное электрическое сопротивление при высоких термодинамических параметрах.....................................................................21

1.3. Проблемы построения и анализа глубинных геоэлектрических моделей и пути их решения..............................................................................25

Глава 2. Геофизическая характеристика астеносферного слоя......28

2.1. Общие сведения.....................................................................................................28

2.2. Фактические данные о положении астеносферы в изученных регионах.......................................................................................................................33

2.3. Физико-геологическая модель верхней мантии................................38

Глава 3. Геологический феномен литосферного проводящего слоя 50

3.1. Геоэлектрическая характеристика..........................................................50

3.2. Обоснование флюидно-метаморфический природы ЛПС.................60

3.3. Отражение присутствия глубинных флюидов в сейсмических данных..........................................................................................................................68

3.4. Оценка вклада различных источников флюидов в формирование внутренней гидросферы Земли................................................................71

Глава 4. Геоэлектрическая и геологическая характеристика локализованных геоэлектрических неоднородностей................................78

4.1. Классификация локализованных геоэлектрических неоднородностей.............................................................................................................................78

4.2. Непроводящие ЛГН..............................................................................................82

4.3. Проводящие ЛГН...................................................................................................84

4.4. Результаты исследований в металлогенических провинциях Восточной Сибири...................................................................................................89

4.4.1 Железорудная провинция............................................................................90

4.4.2. Восточно-Сибирская кимберлитовая провинция...........................91

4.5.3. Саяно-Байкальская металлогеническая провинция...................93

Глава 5. Основные проблемы интерпретации

магнитотеллурических данных......................................................................98

5.1. Характер формирования магнитотеллурического поля в неоднородных средах..................................................................................................98

5.2. Методика построения совместных кривых электромагнитных

зондирований..........................................................................................................107

5.3. Оценка влияния непроводящих геоэлектрических комплексов. 109

5.3.1. Использование данных ЗСБ......................................................................114

5.3.2. Использование кривой глобального МВЗ.........................................117

5.4. Особенности интерпретации МТЗ в условиях слабопроводящего приповерхностного разреза............................................................................121

5.5. Новые подходы к интерпретации МТЗ....................................................126

ЗАКЛЮЧЕНИЕ..................................................................................................................133

ЛИТЕРАТУРА...................................................................................................................135

Список рисунков в тексте

Рис. 1.1. Сопротивление основных типов горных пород при высоких

температурах, по Э.И.Пархоменко, А.Т.Бондаренко (1976).................20

Рис. 1.2. Сопротивление базальтов при давлении 28 кбар высоких

температурах по Е.Б.Лебедеву, Н.А.Хитарову, (1980)............................22

Рис. 2.1. РТ-условия верхней мантии при различной величине регионального поверхностного теплового потока......................................28

Рис. 2.2. Теоретические кривые МТЗ, для различных по

тектонической активности регионов (по В.И.Поспееву)...................32

Рис. 2.3. Средние кривые МТЗ по профилю Красноярск - Камчатка

(Moroz, Pospeev, 1995).............................................................................................33

Рис. 2.4 Глубинный геоэлектрический разрез по профилю

Красноярск - Камчатка......................................................................................34

Рис. 2.5. Схема мощности литосферы Сибирской платформы и

сопредельных областей, (с использованием данных В.И.Поспеева).

...........................................................................................................................................35

Рис. 2.6. Зависимость глубины кровли мантийного проводящего слоя от величины регионального поверхностного теплового

потока по А.Адаму (Adam, 1980)........................................................................40

Рис. 2.7. Средняя кривая МТЗ для северо-востока БРЗ и

соответствующая ей теоретическая для модели непроводящей и

проводящей «аномальной» мантии..............................................................41

Рис. 2.8. Термодинамическая и петрофизическая характеристика земной коры и верхней мантии северо-востока БРЗ

(«Геология...», 1984)...............................................................................................42

Рис. 2.9. Физико-геологическая модель земной коры и верхней мантии по геотраверсу Сибирская платформа - Байкальская

рифтовая зона - Забайкалье............................................................................48

Рис. 3.1. Схема электропроводности земной коры Восточной Сибири.

............................................................................................................................................51

Рис. 3.2. Глубинный геоэлектрический разрез по профилю Чара-

Ванино (Поспеев, 1987).......................................................................................... 52

Рис. 3.3. Характерные кривые ГМТЗ для района Даурского свода, Агинского массива и Ундино-Газимурского поднятия по

Ю.В.Кузьминых (1992)..............................................................................................55

Рис. 3.4. Геоэлектрическая модель пересечения тихоокеанского побережья Канады в районе острова Ванкувер по данным первого

этапа проекта LITH0PR0BE (Kurtz et al., 1986)........................................ 56

Рис. 3.5. Широтный геоэлектрический разрез вдоль линии Линкольн

по Д.И.Гоуфу (Gough, 1992) с использованием данных

П.Е.Ваннамейкера и др. (Wannamaker et al., 1989)..................................57

Рис. 3.6. Геоэлектрический разрез западной Аризоны по Д.П.Клейну

(Klein, 1991).................................................................................................................58

Рис. 3.7. Средние физические параметры земной коры Северо-Муйского участка и сопоставление скоростной кривой с

петрофизическими параметрами.....................................................................61

Рис. 3.8. Разрез земной коры и верхней мантии по профилю Баунт -

Орон.................................................................................................................................63

Рис. 3.9. Взаимоотношение скоростей и сопротивлений нижней части земной коры докембрийских и фанерозойских областей для наблюденных и приведенных к мощности 10 км сопротивлений. По Г.Марку и Р.Д.Хайндману (Marquis, Hyndman,

1992)................................................................................................................................65

Рис. 3.10. Временные разрезы глубинных ОГТ, иллюстрирующие

проявление слоистой нижней коры...............................................................67

Рис. 4.1. Южно-Тяныианьская аномалия электропроводности - по

Ф.Г.Долгополову и др. (1990).............................................................................88

Рис. 4.2. Геоэлектрическая модель Нижнетунгусского

железорудного района.........................................................................................90

Рис. 4.3. Схема строения Ленского золотоносного района..................93

Рис. 4.4. Геоэлектрические разрезы по профилям в районе

разломной зоны Денали (Stanley et al., 1990)........................................95

Рис. 5.1. Пространственная характеристика импедансного фильтра .

.........................................................................................................................................101

Рис. 5.2. Зависимость пространственной характеристики

импедансного фильтра от величины гальванической постоянной.

.........................................................................................................................................102

Параметры глубинных моделей для расчета импеданых фильтров.....

.........................................................................................................................................103

Рис. 5.3. Зависимость пространственной характеристики импедансного фильтра от глубины расположения

неоднородности.....................................................................................................104

Рис. 5.4. Пример совмещения кривых ДЗ и 43 в случае незначительной мощности солей в карбонатно-галогенном

комплексе.................................................................................................................109

Рис. 5.5. Кривые геометрического зондирования на пункте Озерная (Муяканская впадина, БРЗ), соответствующие ей

геоэлектрический разрез и модельная кривая...................................111

Рис. 5.6. Теоретические кривые МТЗ для градиентной и толстослоистой моделей...................................................................................112

Рис. 5.7. Пример сопряжения кривых ВЭЗ, ЗСБ, МТЗ в пределах

Бодайбинского синклинория..........................................................................115

Рис. 5.8. Кривая глобального МВЗ по И.И.Рокитянскому (1981) с

добавлениями В.И.Поспеева (Поспеев и др., 1983)................................118

Рис. 5.9. Кривая, соответствующая «нормальному»

геоэлектрическому разрезу, по Л.Л.Ваньяну (1981) и модельная кривая, рассчитанная в соответствии со средним тепловым потоком Русской платформы ((^ » 35 мВт/м2) и данными о сопротивлении кристаллических пород при высоких давлениях

и температурах (Пархоменко, Бондаренко, 1970).................................119

Рис. 5.10. Упрощенная модель геоэлектрического разреза и

соответствующие разделенные кривые МТЗ............................................120

Рис. 5.11. Пример интерпретации теллурического поля в Чарской

впадине......................................................................................................................122

Рис. 5.12. Пример панели редактирования временных зависимостей модулей и аргументов основного импеданса в программе

У1еиМТ8........................................................................................................................128

Рис. 5.13. Схематическая геологическая карта участка профиля

Чара-Ванино и характеристики тензора импеданса........................129

Рис. 5.14. Кривые ВЭЗ, МТЗ и графики параметров неоднородности.....

..........................................................................................................................................131

Введение

Исследования методами глубинных электромагнитных зондирований - важная составная часть глубинного геофизического комплекса. Ведущую роль при этом играют магнитотеллурические зондирования, которые как геофизический метод прошли путь от единичных разрозненных наблюдений к площадным исследованиям, решающим самые различные геологические задачи - от поисков месторождений углеводородов и руд до изучения тектоники Земли на глубинах в сотни километров.

Анализ результатов уже первых работ МТЗ показал, что реальная геоэлектрическая характеристика разреза в значительной степени отличается от первоначальных априорных представлений, поскольку сопротивление кристаллических горных пород в земной коре и мантии оказалось в несколько раз ниже, чем это следовало из петрофизических данных. Формирование модели геоэлектрического разреза первоначально встретило определенные трудности, связанные со сложной зависимостью структуры магнитотеллурического поля от вертикального и латерального распределения проводимости пород. Обоснование к началу 80-х годов глубинной геоэлектрической модели континентальной текто-носферы в целом явилось результатом совместного использования всего комплекса электромагнитных и других геофизических исследований.

Основные усилия автора направлены на ее геологическое истолкование. Существенные элементы новизны получены в ходе разработки физико-геологических моделей северо-востока Байкальской рифтовой зоны и геологических структур Дальнего Востока. При этом использовались новейшие геофизические материалы - детальные исследования методом ГСЗ, изостатическое моделирование декомпенсационных аномалий поля силы тяжести, геотермические, аэромагнитные и другие геофизические данные.

Рассмотрение результатов глубинных электромагнитных зондирований в пределах различных континентов привело автора к выводу, что геоэлектрическое строение таких разнородных в тектоническом плане регионов, как Сибирская платформа, Байкальская рифтовая зона, зоны разновозрастной складчатости Дальнего Востока, в том числе кайнозойские Сахалин и Камчатка не является уникальным в глобальном плане. Основные элементы глубинной геоэлектрической модели -электропроводящие слои в мантии, а также в средней - нижней коре,

равно как и локализованные геоэлектрические неоднородности различной глубинности и масштаба, встречены и в других регионах планеты.

В целом, несмотря на колоссальную разницу в возрасте, геотектоническом положении и активности различных изученных регионов, геоэлектрические свойства разреза закономерно соотносятся с другими параметрами их глубинных физико-геологических моделей, прежде всего с общими термодинамическим и флюидным режимом, а также с геологическими последствиями вариаций этих режимов в геологическом прошлом.

Цель и задачи исследований - обоснование глобальной феноменологической геоэлектрической модели континентальной тектоносферы на основе использования глубинных магнитотеллурических данных.

Основные зада чи.

- разработка критериев оценки «нормальной» и «аномальной» электропроводности континентальной тектоносферы;

- обобщение информации по поведению астеносферного проводящего слоя;

- формирование комплексной физико-геологической модели средней - нижней коры, включающей внутрилитосферный проводящий слой;

- оценка геологической природы локализованных геоэлектрических неоднородностей (ЛГН) земной коры и верхней мантии;

- обобщение основных методических приемов интерпретации данных ГМТЗ применительно к условиям дифференцированной слабопрово-дящей верхней части геологического разреза;

Научная новизна работы, личный вклад автора

- на основании сопоставления геоэлектрических и геотермических параметров с использованием широкого круга данных уточнены температурные границы внутрилитосферного и астеносферного проводящих слоев;

- предложена физико-геологическая модель строения верхов верхней мантии Байкальского региона, адекватно удовлетворяющая наблюденной совокупности геолого-геофизических данных.

- проведено сопоставление вклада различных геологических источников в формирование флюидонасыщенного слоя внутри литосферы; выявлено закономерное сочетание геоэлектрических, сейсмогеологи-ческих и реологических параметров земной коры в его пределах;

- обосновано разделене приповерхностных геоэлектрических нео-днородностей по степени опоискованности территории, а также соотношению их пространственного спектра и геоэлектрической «жесткости» промежуточных высокоомных слоев;

- выполнена количественная оценка параметров неоднородности геоэлектрического разреза на основе углубленного анализа матриц комплексного тензора импеданса на участке дальневосточного транссекта.

Практическая зна чимость:

- обоснование глубинной флюидной природы внутрилитосферного проводящего слоя позволяет использовать параметры этого геофизического объекта в качестве индикатора регионального термического и флюидного режима тектоносферы;

- сопоставление геоэлектрических параметров внутрилитосферного проводящего слоя и ЛГН с пространственным распределением регионов эндогенной минерализации показывает, что рудные провинции, районы, поля и крупные узлы, закономерно сочетаются с геоэлектрическими неоднородностями определенного ранга и типа, причем различным образом для разных типов полезных ископаемых. Это позволяет осуществлять региональный металлогенический прогноз с использованием информации о положении и аномальной проводимости ЛГН;

- использование глубинных электромагнитных данных повышает надежность построения комплексных геодинамических физико-геологических моделей.

- разработанная методика интерпретации магнитотеллурических данных в условиях слабопроводящего дифференцированного приповерхностного геоэлектрического разреза успешно применялась при интерпретации данных на северо-западе Байкальского рифта и Дальнем Востоке;

Реализация результатов исследований.

Проведенные автором исследования выполнялись в рамках межведомственных программ 0.50.01 и 0.74.03 и были положены в основу геоэлектрической части комплексной физико-геологической модели земной коры и верхней мантии как для целей прогноза региональной сейсмичности зоны строительства БАМ, так и обоснования соответствующей глубинной модели Южно-Байкальского прогностического полигона при прогнозе землетрясений.

Обобщенные данные по Восточной Сибири и Дальнему Востоку были подготовлены в качестве раздела к макету «Карты электропроводности

земной коры территории СССР», а также вошли заявку на научное открытие «Установление зако�